准噶尔盆地“断凸”控制下的储层特征:以金龙2井区二叠系为例(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)


发布时间:2020-07-11 03:00:47

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作者:薛新克等

出版社:石油工业出版社

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准噶尔盆地“断凸”控制下的储层特征:以金龙2井区二叠系为例

准噶尔盆地“断凸”控制下的储层特征:以金龙2井区二叠系为例试读:

前言

随着油气勘探开发的不断深入,国内外对储层成因类型及特征的研究愈来愈重视。勘探实践证明,中国油气储层类型复杂多样。中国断陷湖盆地地质条件复杂,砂体分布规律受控于多种因素,碎屑岩储层的研究难度较大。近10年来,在碎屑岩储层的沉积相类型及分布、成岩作用、成岩相和成岩机理、次生孔隙演化和发育机理等方面取得了显著成绩。目前,碎屑岩储层的研究主要综合利用露头、地震、钻测井以及实验分析等地质资料,以地震地层学、层序地层学、地震沉积学、测井地质学、构造地质学和石油地质学为指导,宏观解释评价碎屑岩储层的成因类型、沉积体系和沉积相、砂泥岩分布及沉积相发育模式;以岩石薄片、扫描电镜、X射线衍射、阴极发光、包裹体、QemScan、电子探针、纳米CT等微观测试分析技术用来评价碎屑岩储层的岩石类型、储层内部结构与成分、成岩作用及成岩相、孔隙类型及演化、储集物性及微观孔隙结构等;利用地球化学和数学模拟方法,研究流体与岩石之间的物理化学作用,综合层序地层学、地震沉积学和石油地质学研究成果和地球物理研究方法预测有利储层和油气的分布。

近年来,火山岩油气藏作为油气勘探的新领域,已引起了广大石油工作者的关注。火山岩油气藏已有120多年的勘探历史,目前已在世界20多个国家的300多个盆地或勘探区块中发现,主要分布在环太平洋与中亚地区。中国自1957年首次在准噶尔盆地西北缘石炭系发现火山岩油藏以来,相继在渤海湾等11个盆地发现了一批火山岩油气藏。特别是2000年以来,在松辽、准噶尔、三塘湖等盆地,取得了火山岩油气勘探重大突破。中国目前在火山岩油气藏领域,累计探明储量已达数亿吨油和数万亿立方米天然气,几乎所有的含油气盆地内都有不同程度的火山岩油气被发现或被开发。中国火山岩分布面积广,剩余油气资源丰富,勘探潜力大,是未来油气勘探开发的重要领域,并将会进入快速发现和开发阶段。研究火山岩储层的形成机制、发育和分布规律对于进一步勘探和开发此类油气藏具有重要的理论和实践意义。

准噶尔盆地是中国大型含油气盆地之一,盆地分为西北缘、腹部、准东和南缘4个勘探区域。金龙2井区位于盆地西北缘中拐凸起东斜坡带,该区在金201井附近发育逆断层,钻井证实二叠系佳木河组火山岩在断层上升盘厚度加大,形成了小凸起,所以本书将佳木河期形成的此地貌叫“断凸”。该区于1992年2月发现了克75井二叠系上乌尔禾组油气藏,随后部署的克79井和克101井在该层位分别于1994年5月和1995年6月试油获得工业油气流。2010年通过对金龙2井老井复查试油,在上乌尔禾组获得了工业油气流。中拐凸起及东斜坡带上除了在二叠系乌尔禾组发现一系列油气藏外,佳木河组也有油气藏发现。勘探开发证实,中拐凸起东斜坡上断凸部位的佳木河组火山岩储层储集物性好,气孔发育;上乌尔禾组碎屑岩储层中也发现了工业油流,表明该区火山岩储层和碎屑岩储层均具有巨大的油气勘探潜力。

前期勘探研究发现,金龙2井区发育的佳木河期的断凸及其两侧发育的岩性、岩相及其油气藏类型和分布都有一定的差异,推断断凸的存在对本区的地层、岩性、沉积相和火山岩岩相及油气成藏分布都有一定的控制作用。前人对金龙2井区的层序地层格架、沉积储层特征、火山岩储层特征及其断凸对储层分布的控制等问题研究尚不够深入,对该区油气成藏规律以及下一步的勘探、开发部署有着明显的制约作用。因此,深入开展金龙2井区二叠系层序地层格架、上乌尔禾组碎屑岩储层成因和砂体展布规律及储层特征、佳木河组火山岩岩相特征、形成期次和储层特征研究,并进一步探讨断凸对火山岩和碎屑岩储层分布及油气成藏的控制作用,对明确研究区有利勘探目标优选及下一步的勘探开发部署都具有重要的理论和实践意义。

在本书编写过程中得到了中国石油新疆油田分公司勘探开发研究院多位专家和同仁的帮助,感谢提供大量的基础资料并提出宝贵的建议。书中不足之处,请批评指正。第一章 “断凸”构造演化及地层发育特征第一节 概 况

金龙2井区距克拉玛依市东偏南约41km,位于准噶尔盆地西部隆起克—百断裂带的东南部,为中拐凸起东斜坡的一部分,其北部与已探明的克75井区二叠系上乌尔禾组油藏相邻,其南部、东南部紧邻生烃凹陷沙湾凹陷和盆1井西凹陷,东北部紧邻玛湖凹陷,西南部紧邻红山嘴断块区(图1-1)。行政隶属于新疆维吾尔自治区克拉玛依市、沙湾县及和布克赛尔蒙古自治县三地管辖(孙玉善等,1993)。该区地势较平坦,地面平均海拔290m。地表为戈壁和黄泥滩,局部被无名湖水域覆盖。工区属典型大陆性荒漠气候,冬夏和昼夜温差大。图1-1金龙2井区构造位置图

中拐凸起位于准噶尔盆地西北缘克百断裂带西段主断裂下盘,构造格局呈一东南倾的单斜,是一个石炭—二叠纪的古隆起,形态北翼平缓,以斜坡向玛湖凹陷过渡,南翼受红3井东断裂的影响,在断裂两盘二叠—三叠系地层发生明显的落差和侏罗系的挠曲(况军,1993),总体形态为一个向东南倾没的宽缓巨型鼻状构造。根据区域资料已经证实,它是一个隐伏的逆掩断裂带,区域构造位置十分有利,是准噶尔盆地富油气区带之一(何玲娟等,2003;谭开俊等,2004;雷振宇等,2005;陶国亮等,2006;陈书平等,2008)。目前中拐凸起及其东斜坡带已在二叠系的乌尔禾组和佳木河组发现了多个油气藏,经过数十年的勘探,已成为我国目前重要的油气勘探及生产基地。

20世纪70年代以前,金龙2井区主要以重力、磁力、电法勘探为主(尤绮妹等,1983,1986;何登发,2004),20世纪70年代中后期开始开展地震勘探,20世纪90年代进入大规模勘探阶段。目前该区二维测网密度达1km×2km~2km×3km,三维地震勘探资料已基本2覆盖全区,面积近1930km。该区二叠系上乌尔禾组油气藏发现于1992年2月,发现井为克75井,该井在钻井过程中发生井喷,井口起3火,后进行裸眼试气,获日产气49776m,日产凝析油18.16t,从而发现了克75井上乌尔禾组油气藏,并于1993年申报探明地质储量42832326×10t,含油面积32.2km,天然气地质储量53.32×10m,含气2面积8.1km(匡立春等,2007)。随后部署的克79井和克101井,其上乌尔禾组分别在1994年5月和1995年6月试油均获得工业油气流,并于1996年申报克79井区上乌尔禾组油藏探明石油地质储量1043×4210t,探明含油面积26.2km。

2010年,通过对金龙2井老井复查,建议对上乌尔禾组乌二段32(Pw)4086.0~4091.0m、4093.0~4100.0m井段进行试油,2011年34月压裂试油,3mm油嘴,日产油17.84t,日产气2580m。同时,2011年部署的金龙7井,也在上乌尔禾组3154.0~3191.0m井段试3油、压裂,4mm油嘴,获日产油11.39t,日产气12780m,表明金龙2井区二叠系上乌尔禾组油气藏勘探潜力巨大。同年底,分别申报金龙2井区块和金龙7井区块二叠系上乌尔禾组控制石油地质储量为1999×442210t和713×10t,油藏控制面积分别为19.6km和13.3km,技术可采483储量399.8×10t,溶解气地质储量39.1×10m,溶解气可采储量11.7383×10m(门相勇,2006)。

金龙2井在二叠系上乌尔禾组获得突破后,表明了五区南东部斜坡区二叠系上乌尔禾组滚动勘探潜力巨大。为了进一步扩大该区勘探成果,落实油藏规模,2011年5月部署评价井3口(金201、金202、金204)。金202井于2011年7月19日开钻,同年11月28日完钻,完钻井深4277.0m,完钻层位佳木河组。2012年3月20日,该井射开上乌尔禾组乌一段4135~4142.5m井段,压裂后3mm油嘴日产油20.71t、33日产气2950m,原油密度0.8784g/cm,50℃黏度28.04mPa·s,从而发现金龙油田金龙2井区块二叠系上乌尔禾组乌一段油藏。金201井于2011年7月28日开钻,同年11月5日完钻,完钻井深4278.0m,完钻层位佳木河组。2012年3月25日射开二叠系佳木河组4166.0~34179.5m井段,压裂后5mm油嘴日产油17.93t,日产气78319m,生33产气油比4368m/t,原油密度0.7764g/cm,50℃黏度1.02mPa·s,试油结论为凝析气层。

金龙2井区除了在二叠系乌尔禾组发现一系列油气藏外,佳木河组火山岩储层也有油气藏发现,如克007井区,于1999年申报佳木河42组探明地质储量838×10t,含油面积4.6km;克82井区,于1999年申83报佳木河组探明石油天然气地质储量95.67×10m,含气面积28.7km(吕锡敏等,2006)。特别是2011年部署的评价井金201井在1佳木河组(Pj)的4166.0~4179.5m火山岩层段中试油,5~6mm油3嘴,获日产油0.93t,日产气78320m。研究表明,该段火山岩储层物性好,气孔发育,孔隙度为10%~15%,渗透率主要分布在0.06~44.9mD,构造位置又处于中拐凸起东斜坡带上的断凸隆起部位,从而发现金龙油田金龙2井区块二叠系佳木河组油气藏,表明该区带佳木河组火山岩油气藏勘探潜力巨大(何辉等,2015)。

金龙2、金202、金201井先后在二叠系乌尔禾组乌二段、乌一段、佳木禾组获工业油流,表明该区二叠系有巨大的滚动勘探潜力(李秀彬等,2015)。为了进一步落实金龙油田二叠系油藏的规模,同时为该区整体研究提供资料基础,2012年在该区实施了一块小面元评价2三维(金龙2井南三维,面积117.3km,面元25×25m),并与金龙2井三维和克78井三维三块连片重新处理解释,资料品质得到有了较大改善,利用新资料精细解释该区构造,落实发现一系列断块圈闭,采用评价产能一体化模式,整体部署,分步实施,目前研究区内共有评价井和开发控制井30余口,其中兼探佳木河组井有20余口,各种钻井、录井、测井、岩心及分析化验资料丰富,为该区沉积储层研究提供了基础。第二节 地层发育特征一、西北缘地层发育特征

准噶尔盆地西北缘自上而下发育有前石炭系的变质岩基底、石炭系至白垩系以及新近系,缺失了古近系(王龙樟等,1995;祝彦贺等,2007)。其岩石特征及其变化如下(表1-1):表1-1准噶尔盆地西北缘地区沉积充填地层表12

石炭系自下而上分为希贝库拉斯组(Cx)、包谷图组(Cb)和3太勒古拉组(Ct)3个岩石地层单位(张义杰等,1999)。其中,希贝库拉斯组岩性为灰、青灰色厚层块状细—粗粒凝灰质砂岩与层凝灰岩不均匀互层夹暗灰至灰黑色凝灰质粉砂质泥岩、凝灰质粉砂岩、凝灰角砾岩,局部地区夹砾岩、硅质岩、生物碎屑灰岩及安山玢岩凸镜状夹层;包谷图组为灰、灰黑色薄层状层凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩与灰绿色、灰色薄层状层凝灰岩不均匀互层;太勒古拉组岩性包括一套灰、灰绿、紫红色薄层状细粒凝灰岩、晶屑层凝灰岩、火山灰层凝灰岩、凝灰质粉砂岩、凝灰质粉砂岩(刘喜顺等,2010)。1

二叠系在西北缘出露的地层自下而上分为佳木河组(Pj)、风城122组(Pf)、夏子街组(Px)、下乌尔禾组(Pw)和上乌尔禾组3(Pw)。上乌尔禾组为棕褐色、褐色砾岩,夹砂岩、泥岩;下乌尔禾组为灰色、深灰色砂砾岩夹泥岩及薄层煤层;夏子街组以灰褐色、褐色砂砾岩为主;风城组和佳木河组岩性复杂,包括砂砾岩、石灰岩、白云岩、凝灰岩和流纹岩等,底部还有安山岩夹层(王辉等,2014)。32

三叠系自上而下分为白碱滩组(Tb)、克拉玛依组(Tk)和百13口泉组(Tb)。其中,白碱滩组大致与南缘的黄山街组(Th)对应,3缺失南缘郝家沟组(Thj)对应的地层,岩性上则是以砂泥岩互层为主;克拉玛依组以灰绿色砂泥岩互层为主;百口泉组对应于南缘出露的烧房沟组,岩性以砂岩、砾岩互层为主(邹才能等,2007)。32

侏罗系自上而下发育齐古组(Jq)、头屯河组(Jt)、西山窑组211(Jx)、三工河组(Js)以及八道湾组(Jb)在内的5个地层单位,与准噶尔盆地南部地层对比,西北缘地区顶部缺失了侏罗系上统的喀拉扎组(Allen等,1990;张继庆等,1992;Liu Hao等,2006)。西北部边缘出露的齐古组为砂泥岩互层,顶部夹有薄层凝灰岩;头屯河组和西山窑组是一套含煤碎屑岩组合;三工河组以灰绿色泥岩为主,夹有薄层砂岩和石灰岩;八道湾组亦为含煤碎屑岩。2

白垩系上统为艾里克湖组(Ka),是一套含泥砂岩、砂岩夹泥岩、砂泥岩和砾岩互层等的碎屑岩组合;白垩系下统也是砂泥岩互层,但是泥岩成分明显增多,并且以棕红色、红色泥岩占优势,底部发育1底砾岩,统称为吐谷鲁群(Ktg)。21

新近系包括了独山子组(Nd)、塔西河组(Nt)和沙湾组1(Ns),是一套砂泥岩、砂砾岩组合,沙湾组有底砾岩,塔西河组泥岩成分增多。在盆地内部的地震剖面上可以看到该层序与下伏地层呈微角度不整合接触。二、金龙2井区地层发育特征

由于中拐凸起顶部隆升较高,中二叠统、下二叠统、上侏罗统和上白垩统普遍遭受剥蚀。中拐凸起东斜坡从二叠系至新近系发育相对完整,但下二叠统中佳木河组、上佳木河组上倾方向遭受局部剥蚀(图1-2)。图1-2过拐15-金201-金龙2-克301-克302-克202-克81井地震剖面及地层分布特征

对金龙2井区内已钻井地层分析,研究区自下而上发育的地层依11次见表1-2:石炭系(C);二叠系佳木河组(Pj)、风城组(Pf)、223夏子街组(Px)、下乌尔禾组(Pw)、上乌尔禾组(Pw);三叠系12122百口泉组(Tb)、克下组(Tk)、克上组(Tk)、白碱滩组3112(Tb);侏罗系八道湾组(Jb)、三工河组(Js)、头屯河组(Jt)、31齐古组(Jq);白垩系吐谷鲁群(Ktg)。金龙2井区目的层以二叠系上乌尔禾组、佳木河组为主,断凸带东侧二叠系受断凸古地貌的影响,112佳木河组(Pj)、风城组(Pf)、夏子街组(Px)、下乌尔禾组231(Pw)和上乌尔禾组乌一段(Pw)均向西尖灭超覆于断凸带,而断凸带高部位乌二段减薄(图1-5、图1-11)。因此,断凸的形成控制了其两侧地层的发育分布状况(尚玲等,2013;周坤等,2013)。表1-2金龙2井区地层、岩性特征表续表

受二叠纪构造运动影响,研究区二叠系发育两个大的不整合界面:一个是上乌尔禾组与下乌尔禾组、夏子街组、风城组、佳木河组之间的角度不整合界面;另一个是上乌尔禾组与三叠系百口泉组之间的不整合界面(赵玉光等,1999,2000;何周等,2011)。乌尔禾组之间的不整合在地震剖面上极为明显,该不整合界面下地层倾角较陡,倾角约20°~30°,上覆地层较缓,倾角约5°~10°。上乌尔禾组与三叠系百口泉组之间的不整合界面不明显,没有明显地层倾角差异,为平行不整合关系。乌尔禾组与下部的不整合界面之下的二叠系风城组、夏子街组及下乌尔禾组地层由西向东逐渐被剥蚀,展布范围313233逐渐变小;不整合界面上的上乌尔禾组Pw、Pw、Pw地层向西超覆,展布范围逐渐变大(图1-2)。1

佳木河组(Pj):主要为一套火山岩、碎屑岩沉积,火山岩为一套绿灰色安山岩、玄武岩、火山碎屑岩及流纹岩,碎屑岩为褐灰色、浅棕红色凝灰质砂砾岩与褐色泥岩不等厚互层。双侧向曲线呈块状、指状、槽状、漏斗状高阻,电阻率值介于10.0~250.0Ω·m之间,自然伽马曲线呈锯齿状及槽状,幅度变化明显(黄志英等,1999;匡立春等2008)。在这一区带两侧主要为褐灰色、浅棕红色凝灰质砂砾岩,与褐色泥岩不等厚互层(匡立春等,1990)。1

风城组(Pf):风城组划分为3段,从下到上依次是风城组一段、风城组二段、风城组三段。风城组岩石类型很复杂,主要发育云质和云化岩类岩石(包括白云岩、白云质粉砂岩、白云质泥岩、泥质白云岩、凝灰质白云岩、硅质白云岩、白云岩化砂岩等),还有少量砂岩类(包括砂岩、粉砂岩、泥质砂岩、凝灰质砂岩、凝灰质粉砂岩、膏质砂岩等)、泥岩类(包括灰色和深灰色泥岩、粉砂质泥岩、凝灰质泥岩等)、火山岩类(包括凝灰岩、沉凝灰岩、熔结凝灰岩等、安山岩等)等(刘敏等,2013;宫博识等,2014)。研究表明,风城组沉积岩形成环境主要为扇三角洲前缘和半深湖(后者为半封闭咸水湖湾环境),火山岩主要是爆发相凝灰岩和溢流相安山岩。风城组在本区分布范围较广,残余厚度中心位于本区东北部,沉积厚度达850m,向西地层逐渐减薄;向南到克81井以南,地层残余厚度变化不大,地层厚度在50~250m之间,表明在风城组沉积时,本地区为一个坡度较缓的大平台,该平台倾向北东,倾角5°~10°。风城组剥蚀线位于金龙2—克301—金龙4井一线(图1-3)。图1-3金龙2井区风城组残余地层厚度图2

夏子街组(Px):夏子街组为一套山麓洪积扇沉积。上部岩性主要为棕色砾岩,下部岩性为灰褐色、灰色砾岩。而在夏子街地区变细,出现较多的棕色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。夏子街组残余地层厚度分布呈现北厚南薄的特点,继承风城组的沉积格局上,与风城组残余地层分布特征基本一致(王龙樟等,1995)。东北部为本区最厚的残余中心,残余厚度达650m以上,向西及向南地层皆减薄,分布范围较风城组减小,剥蚀线靠近金龙2井佳木河组断凸(图1-4)。图1-4金龙2井区夏子街组残余地层厚度图2

下乌尔禾组(Pw):岩性以岩屑砂岩、砂质砾岩主,其次为砾岩。其中,岩屑砂岩中岩屑含量高,以火山岩岩屑为主(冯有良等,2013)。胶结类型主要为接触—孔隙式,胶结物以浊沸石和硅质为主,碎屑颗粒磨圆度为次棱角状,分选中等—差。岩石成分成熟度和结构成熟度总体较低。从中拐五八区下乌尔禾组残余地层厚度图看,下乌尔禾组沉积时沉积中心位于中拐五八区东部,最大厚度超过1000m。由于风城组及夏子街组沉积的填平补齐作用,到下乌尔禾组沉积时,地层分布呈很明显的环带分布。向西地层残余厚度逐渐减薄,直至地层剥蚀殆尽。地层剥蚀线更靠近盆地中心,分布范围比夏子街组地层更小(图1-5)。图1-5金龙2井区下乌尔禾组残余地层厚度图3

上乌尔禾组(Pw):上部岩性以红褐色、褐色泥岩为主,夹灰色、灰褐色泥质粉砂岩、粉砂岩、含砾细砂岩、砂砾岩;中部以—套灰色含砾砂岩、砂砾岩,双侧向曲线呈块状低—中阻及块状、指状中—高阻,电阻率值介于10.0~30.0Ω·m之间,自然伽马曲线呈块状,幅度变化明显;下部发育一套灰色、深灰色的砂砾岩、砾岩厚层沉积,夹泥质粉砂岩、含砾泥质粗砂岩薄层,双侧向曲线呈微齿状、指状、块状高阻及漏斗状中阻,电阻率值介于6.0~110.0Ω·m之间,一般为20.0~40.0Ω·m,自然伽马曲线呈锯齿状,幅度变化不明显。上乌尔禾组与下伏下乌尔禾组不整合接触(张福榕等,2014)。1

百口泉组(Tb):上部岩性以色、灰褐色泥岩为主,夹灰色粉—细砂岩,下部以灰色细砂岩、砂砾岩为主,夹灰色泥岩薄层。双侧向曲线呈平缓状中阻及漏斗状、槽状、指状低—中阻,个别为尖峰状中阻,电阻率值介于3.0~34.0Ω·m之间,一般为4.0~20.0Ω·m,自然伽马曲线呈锯齿状、槽状,幅度变化明显。百口泉组与下伏地层不整合接触。21

下克拉玛依组(Tk):岩性为褐色、深灰色、灰色、灰绿色、绿灰色泥岩与灰色、浅灰色泥质粉砂岩、粉砂岩、细砂岩不等厚互层(刘顺生等,1999;Jiao Yangquan,2005)。其电性特征为:双侧向曲线为块状、指状、尖峰状中—高阻及槽状、漏斗状低—中电阻,电阻率值介于1.8~46.0Ω·m之间,一般为3.0~15.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、指状、尖峰状、漏斗状、槽状,幅度变化较明显。22

上克拉玛依组(Tk):岩性为深灰色泥岩与灰色、浅灰色泥质粉砂岩、粉砂岩不等厚互层,间夹黑色煤薄层(刘顺生等,1999)。其电性特征为:双侧向曲线呈块状、指状、尖峰状中—高阻及槽状、漏斗状低中电阻,电阻率值介于4.5~200.0Ω·m之间,一般为10.0~15.0Ω·m。自然伽马曲线呈锯齿状、块状、指状、槽状、漏斗状,幅度变化较明显。3

白碱滩组(Tb):岩性以深灰色泥岩、粉砂质泥岩为主,夹灰色泥质粉砂岩、粉砂岩、粉—细砂岩(邹才能等,2007)。其电性特征为:双侧向曲线呈平缓波状、块状、指状、尖峰状中—高阻及漏斗状低—中电阻,电阻率值介于3.0~50.0Ω·m之间,一般为7.0~20.0Ω·m。自然伽马曲线呈锯齿状,槽状、指状、漏斗状,幅度变化明显。1

八道湾组(Jb):上部岩性以灰色、深灰色泥岩为主,夹灰色泥质粉砂岩及黑色煤;下部以灰色泥质细砂岩、细砂岩、砂砾岩为主,夹深灰色泥岩薄层。其电性特征为:双侧向曲线呈指状、槽状、漏斗状低—中阻,局部为块状中阻及尖峰状中—高阻,电阻率值介于4.0~70.0Ω·m之间,一般为5.0~20.0Ω·m,煤层电阻率最高达6491.3Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、指状、漏斗状,幅度变化较明显。八道湾组与下伏地层不整合接触(鲍志东等,2005)。1

三工河组(Js):岩性以深灰色泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩为主(丘东洲等,1994)。其电性特征为:双侧向曲线呈缓波状、块状、指状、槽状、漏斗状低—中阻,个别为尖峰状中—高阻,电阻率值介于3.0~5.0Ω·m之间,一般为6.0~15.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、指状、漏斗状,幅度变化较明显。2

西山窑组(Jx):岩性以褐灰色、灰色、深灰色泥岩、粉砂质泥岩为主,夹灰色泥质粉砂岩、粉砂岩及黑色煤层。其电性特征为:双侧向曲线呈锯齿状、块状、指状、槽状、漏斗状低阻。局部为尖峰状中—高阻,电阻率值介于3.0~30.0Ω·m之间,一般为5.0~10.0Ω·m,煤层电阻率最高达24342.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、指状、漏斗状、槽状,幅度变化明显(史宣玉等,1995)。2

头屯河组(Jt):上部岩性为灰色粉细砂岩,下部以灰黄色泥岩为主夹薄层浅灰色泥质粉砂岩(丘东洲,1994b)。双侧向曲线呈平缓波状、锯齿状、块状、指状、槽状、漏斗状低—中阻,电阻率值介于1.5~20.0Ω·m之间,一般为2.0~6.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、块状、指状、漏斗状,幅度变化较明显。3

齐古组(Jq):岩性以灰褐色、褐灰色、灰色泥质粉砂岩、粉砂岩、粉—细砂岩、砂砾岩为主,夹红褐色、深灰色、灰色泥岩(丘东洲等,1994)。其电性特征为:双侧向曲线呈平缓波状、块状、指状、尖峰状、槽状、漏斗状低阻,电阻率值介于1.3~11.0Ω·m之间;一般为1.5~3.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、块状、漏斗状,幅度变化较明显。1

吐谷鲁群(Ktg):岩性主要为大套褐色、灰褐色泥岩、砂质泥岩夹泥质粉砂岩薄层,底部为绿灰色砂砾岩。其电性特征为:双侧向曲线呈平缓波状、块状、指状、尖峰状、槽状、漏斗状低阻,电阻率值介于1.3~11.0Ω·m之间;一般为1.5~3.0Ω·m。自然伽马曲线呈微齿状、块状、漏斗状,幅度变化较明显。吐谷鲁群与下伏地层呈不整合接触。第三节 断裂分布及特征

根据断裂的规模、相互派生关系及其对构造、沉积和油气的控制作用,将金龙2井区的断裂分为三个级别(图1-6)(尤绮妹,1985;陈建平等,2003;何登发等,2004)。图1-6金龙2地区断裂分布图

一级断裂,即本区的控相控藏断裂,具有延伸长、断距大、活动时间长等特点。其延伸长度可达20~50km,如红3井东断裂、克301井西断裂、金201井西断裂。

二级断裂是盆地内控制局部构造及构造带形成的主干断裂,其走向一般与一级断裂垂直,具有延伸较长、断距较大、继承性强等特点。延伸长度一般达10~20km,断裂垂直断距一般几十米。如金201井南断裂。

三级断裂属于一、二级断裂的派生产物。延伸长度一般5~10km,断距50~200m不等,主要分布在构造带上,它们的走向有的与盆地走向和盆地内最主要的构造线方向一致,有的则与盆地内的次要构造线走向一致。三级断裂一般都是清楚的单个断裂,很少有复合断裂组成。

主要一级断裂具有如下特征:

红3井东断裂位于中拐凸起南部,断层走向近东西,区内延伸长度约为35km,最大断距为300m,断层倾角较大,接近垂直断层。该断裂形成较晚,在侏罗纪晚期停止活动,对于侏罗系的沉积起到一定的控制作用(图1-7)。图1-7金龙2井区Trace573地震剖面示红3井东断裂

克301井西断裂位于中拐凸起东斜坡带,断层走向近南北向,断层倾角上陡下缓,该断裂形成于二叠系晚期,对于本区潜山带的油气成藏起着重要的控制作用(图1-8)。图1-8金龙2井区Line460地震剖面示克301井西断裂

金201井西断裂位于中拐凸起东斜坡带,断层走向近南北向,金201井区,发育两期断层,上乌尔禾组沉积前佳木河组的熔岩体沿层面向上滑脱,为早期铲式滑脱断层,后期发育高角度逆断层(图1-9)。图1-9金龙2井区Line2380地震剖面示金201井西断裂第四节 “断凸”的形成及演化

研究区控制凸起构造形态的边界断裂主要为逆断裂,断裂走向主要为东西向和南北向。南北向断裂主要包括红车断裂、红3井西断裂等;东西向断裂主要有红3井东断裂。剖面上断裂表现为上陡下缓,上部倾角较大,倾角在60°~80°,下部倾角在40°~50°,断开层位为二叠系至侏罗系;平面上延伸距离达20~40km(汤耀庆等,1993;张功成等,1999;谭开俊等,2008)。一、中拐凸起构造演化1.前陆盆地短期伸展和火山活动阶段(石炭纪及二叠纪早期)

中拐凸起是石炭纪—二叠纪古隆起,二叠纪时经历多期构造运动,造成地层多次抬升、剥蚀、尖灭,构造形态表现为南东倾的单斜(蔡忠贤等,2000)。中下二叠统的地层尖灭线延伸方向基本上平行于中拐凸起轴向,表明中拐凸起在二叠纪早期活动较为强烈,控制了中下二叠统、特别是佳木河组的地层展布,而在二叠纪晚期构造活动逐渐减弱。

受构造运动的影响,该区二叠系发育北东向、南东向两组逆断裂。平面上,凸起南部断裂较发育,北部断裂欠发育;纵向上,下二叠统佳木河组断裂广泛发育,自下而上断裂发育程度逐渐降低(兰廷计,1986)。强烈的构造运动形成了二叠系多个不整合面、多期断裂系统和复杂的岩石类型,在佳木河组尖灭线附近发育了一系列岩性、断块和断层—地层圈闭。晚石炭世—早二叠世表现为较强烈的陆内软碰撞变形特征,而后进入了短暂的松弛调整期。佳木河期火山活动发育了多个喷发旋回,风城期火山活动也比较强烈,显示了其间歇性和幕式活动特点。其中,佳木河组内部发育一明显的构造不整合面,在佳木河早、中期火山作用占优势,晚期以扇或扇三角洲相沉积体为主,构成一个由火山岩—火山碎屑岩—正常碎屑岩的复合岩性组合(林克湘,1997;陈景发等,2005)。2.前陆盆地前展逆冲—断展褶皱阶段(中、晚二叠世)

中、晚二叠世,深部洋壳的潜在俯冲已趋于停止,岩浆活动逐渐停息,地壳趋于稳定,开始了稳定陆壳发展阶段(赖绍聪等,1998)。此时,准噶尔盆地西北缘再次开始了以强烈挤压推覆为主的发展时期,前陆盆地持续发育直到鼎盛时期(朱宝清等,1994)。此时,造山带由北西向南东方向强烈挤压,致使克百地区整体向东南掀斜,处于构造高部位的地层遭受强烈剥蚀、风化,在地质剖面上发育削蚀不整合特征。二叠纪末期挤压作用增强,断裂逆冲加剧,背斜幅度增加,差异剥蚀作用明显。在当时物源供给丰富的情况下,在平面上由克百断裂控制形成了冲积扇—扇三角洲—湖泊相的展布规律以及扇三角洲相—滨浅湖亚相—半深湖亚相的沉积充填模式。两个模式总体上都为退积型沉积序列,岩性普遍较粗,主要为砾岩、砂砾岩、砂岩夹少量泥岩。在大型同生断裂的控制下,中上二叠统沉积地层向前陆盆地沉积物之上逆掩,将前期形成的推覆体前缘断褶带掩覆,同时在其前缘又形成新的断褶带,致使前陆盆地的沉降中心向盆内迁移(陈书平等,2001)。3.构造反转阶段(三叠纪)

三叠纪初,盆地整体抬升遭受剥蚀,随后进入了整体沉降—抬升的振荡发展阶段。此时期准噶尔盆地进入构造反转阶段,盆地已成为统一的浅水湖盆,且由于周缘山系的夷平作用,盆地处于泛盆地沉积阶段。此后,盆地西北缘继续承受了一定的挤压、扭压应力,形成了一系列冲断、褶皱、不整合及超覆等构造组合,并发育大量同沉积断裂,绝大多数同沉积断裂控制了扇体的相带边界和分布,部分断裂还控制着扇体的沉积厚度和岩相特征(Braathen等,1999;陈新等,2002)。印支运动的作用在盆地周边的主控断裂除了同生活动外并兼有明显的扭动,盆地北缘一些主控断裂还表现出强烈推覆活动。三叠纪末,盆地发生整体抬升,形成了三叠系和侏罗系之间的区域性不整合。4.陆内坳陷持续压性阶段(侏罗纪)

侏罗纪时期,盆地处于伸展坳陷期。基本继承了三叠纪的盆地面貌,构造活动有所减弱(同沉积断裂),但依然控制着侏罗纪扇体的相带展布、相带边界,部分断裂控制着扇体的沉积厚度、岩相及沉积边界。侏罗纪末的构造运动继承了三叠系末的构造运动方式,除了在局部构造高部位地层明显剥蚀较多外,在红3井东断裂的上升盘侏罗系剥蚀较多(陈业全等,2004)。5.陆内坳陷张性阶段(白垩纪至现今)

该阶段主要是燕山—喜山期的掀斜运动,其表现为西北部地层抬升,东南部地层倾没,形成一系列近东西向的张性断层,在一些早期形成的逆冲断层部位可以形成一些下逆(早期活动)上正(晚期活动)的负反转构造(Davis,1983)。二、“断凸”的形成及演化

金龙2井区作为中拐凸起东部斜坡带的一部分,从中—晚海西期至现今经历了以下构造演化阶段(图1-10):图1-10金龙2井区构造演化史剖面

中—晚海西期,由于中拐凸起向盆地内部的挤压作用,区域性的挤压应力场作用于中拐凸起东斜坡,北东向、南东向两组逆冲断裂发育,同时伴随着强烈的火山活动,地下熔浆沿着断裂带发生裂隙式喷发作用,形成了“L”形的佳木河组火山岩体及断裂带共同组成的“断凸”,即在逆冲断层的上升盘火山岩体厚度大,构成了凸起正地形(图1-10)。由于佳木河组断凸的影响,二叠系风城组、夏子街组、下乌尔禾组地层均向西超覆沉积,在断凸东侧形成系列的南北向地层尖灭特征(冯益民,1987)。

二叠纪末,该区构造运动趋于平缓,金201井西断裂和金龙2井西断裂活动强度减弱,佳木河组断凸开始进入潜伏埋藏阶段,上二叠统上乌尔禾组超覆沉积于中—下二叠统地层之上,在凸起高部位直接与二叠系佳木河组呈不整合接触(方世虎等,2006)。

三叠纪,整体上继承了早—中海西期的构造运动格局的基础上,早期发育的断裂停止活动,这时形成了近东西走向的晚期断裂(蔚远江等,2005)。三叠纪末期西部隆起区抬升,三叠系厚度自东南向西北方向减薄,佳木河组断凸及其西侧石炭系古凸向西抬升,幅度变小。

侏罗纪,继承了三叠纪的构造活动,侏罗纪末期西部隆起区持续抬升,使佳木河组断凸及其西侧石炭系古凸进一步向西抬升,其幅度进一步变小(蔚远江等,2005)。

燕山运动末期西部隆起区继续抬升,形成了东南低、西北高的构造格局,并导致白垩系厚度自东南向西北方向减薄,顶部遭受部分剥蚀。

喜马拉雅期最终掀斜定型,主力目的层二叠系基本构造特征为一东南倾的单斜。

综合盆地和上述中拐凸起、金龙2井区构造演化史、断裂分布及发育历史和地层及岩性分布特征,可以判断金龙2井区断凸的形成是二叠纪早期佳木河时期强烈的火山喷发及断裂活动两者共同作用的产物,应为火山喷发沿着地壳薄弱地带即断裂带溢出地表而形成的凸起地貌,火山岩体构成了断凸的主体。第五节 “断凸”构造特征及其对地层分布的控制一、上乌尔禾组沉积前佳木河组构造特征

金龙2井区断凸为佳木河组时期形成的火山岩断凸。二叠系各地层现今构造形态整体表现为东倾的单斜,具有西高东低的特点(朱国华等,2008)。在上乌尔禾组沉积前,工区整体构造形态表现为两高一低的古构造格局,发育有三个构造条带,分别为西部克021井—金龙10井区石炭系古凸带、中部克79井—金205井区凹槽带和东部克301井—金201井区佳木河组断凸带(图1-11、图1-12)。断凸构造带控制了二叠系佳木河组火山岩带的展布形态和分布范围,同时该断凸构造控制了风城组、夏子街组、下乌尔禾组的分布范围,上述地层在断凸东侧向西尖灭。二、“断凸”对佳木河组火山岩分布的控制

断凸构造对佳木河组火山岩的分布起着明显的控制作用。通过古构造恢复,发现克301井—金201井区佳木河组凸起带西高东低,地层向东倾斜。区域发育近南北向“L”形断裂体系,该断裂体系控制了佳木河组断凸的展布范围(黄志英等,1999)。“L”形断裂体系上的火山口喷出的火山物质从凸起西侧的边界断裂向东部低洼处溢流沉积,形成了东西薄、中部厚的火山岩体(图1-12)。图1-11金龙2井区上乌尔禾组沉积前古地貌图图1-12金龙2井区地层发育特征和三叠系沉积前古地貌图

从断凸两侧地层分布和岩性对比图上看出(图1-13),金201、金209等井钻遇断凸带,佳木河组在断凸带最厚,主要由安山岩、英安岩、流纹岩、安山质熔结角砾岩、玄武质熔结角砾岩等高孔火山熔岩组成,而断凸西侧即金龙2井西侧井区佳木河组成层性更好,且主要由火山碎屑岩(以凝灰岩为主)组成,即岩石类型正在向沉积岩过渡,判断断凸西侧佳木河组沉积物源应来自于西侧石炭系早期的火山物质再次搬运至此而形成。图1-13金龙2井区断凸带两侧地层分布和岩性对比三、“断凸”对上乌尔禾组碎屑岩分布的控制

金龙2井区上乌尔禾组与下伏佳木河组为不整合接触,上乌尔禾组地层整体为大型水进超覆沉积特征,佳木河组断凸控制着上乌尔禾31组的沉积范围(图1-12、图1-13)。上乌尔禾组一段(Pw)受断凸影响最大,在金201井区佳木河组断凸最高区域,乌一段地层没有沉32积,在断凸周围形成环形超覆尖灭带;上乌尔禾组二段(Pw)沉积时水体范围扩大,淹没断凸整体,乌二段地层在断凸带全部均有沉积,呈现出断凸高部位沉积较薄、低部位沉积较厚的特征;上乌尔禾组三33段(Pw)沉积时水体范围已扩大至西部的石炭系古隆之上,沉积范围最大,主体为湖相泥岩沉积。通过乌一段与乌二段的填平补齐的沉积作用,佳木河组断凸特征已经不显著,乌三段受佳木河组断凸影响最小(王辉等,2014)。在中部克79井—金205井区凹槽带,由于在上乌尔禾组沉积前,此处古地势比较低洼,受来自北西向物源的控制,沉积的上乌尔禾的地层较厚。在西部克021井—金龙10井区石炭系古隆起带,受古地貌的控制,上乌尔禾组沉积的地层向西部逐渐减薄,在古隆起的高部位,沉积的地层主要为乌三段的湖泛泥岩。第二章 二叠系层序地层格架

金龙2井区二叠系主要目的层为佳木河组和上乌尔禾组,建立佳木河组和上乌尔禾组的等时层序地层格架是确定储集体成因类型和储层评价的关键。

前人对准噶尔盆地西北缘二叠系层序地层的研究相对较多,但研究精度相对较低,层序划分方案分歧较大。而金龙2井区还没有进行过系统的层序地层学研究。对于西北缘下二叠统佳木河组含火山岩系地层,由于地层受后期构造改造剥蚀而残缺不全,构造样式复杂,钻井资料少,露头资料差,岩性、岩相复杂而难识别,这些因素都制约了层序地层学的研究程度,且前人研究分歧较大。如张周良等(1996)将西北缘斜坡区二叠系划分为3个层序,识别出了湖泊、扇三角洲和辫状河三角洲等沉积相类型。赵玉光(2000)将西北缘斜坡区二叠系佳木河组划分为3个三级层序,基本与传统地质分层的三分方案对应。李德江等(2005)将准噶尔盆地二叠系划分为2个二级层序和7个三级层序。另外,前人的层序划分方法还存在一定的局限性,包括将含火山岩系地层与碎屑岩等同起来,以碎屑岩层序地层的研究方法来进行含火山岩系地层的研究,对含火山岩系能否进行层序划分对比、含火山岩系地层中旋回特征及可对比性、不整合面的类型、特征、形成机制、识别及其与层序界面的关系、含火山岩系层序地层划分对比方法、层序格架内火山旋回对比、火山岩喷发方式和火山作用方式、火山岩相类型和模式、火山岩相和沉积相的空间关系、火山岩相—沉积相模式、层序主控因素和发育机制、火山岩充填样式对沉积和层序发育的影响、层序发育模式等基本研究内容,前人研究涉及较少且不系统。

金龙2井区二叠系为含火山岩系地层,源于碎屑岩的经典层序地层学基本原理和方法是否适用于含火山岩系地层,含火山岩系地层能否进行层序地层划分与对比以及如何进行层序地层划分与对比,是研究区二叠系层序地层学研究内容首先要解决的问题(Sanyal,1980;李德武等,2008;祝彦贺等,2008)。在此基础上才能建立层序地层格架,进行层序模式、沉积相、层序主控因素等方面的研究。第一节 层序地层划分原则

层序地层学是研究以不整合面或与之相对应的整合面为界的年代地层格架中具有成因联系的、旋回岩性序列间相互关联的地层学分支学科(Wagoner,1990)。现代地层学以地层学基本定律即层序叠加律、原始连续律、原始水平律、化石层序律和沃尔索相律为依据,将地层分为史密斯地层和非史密斯地层两大类(熊家镛,2000;杜远生等,2003;张克信等,2003)(图2-1)。符合地层学基本定律的地层称史密斯地层,反之为非史密斯地层。层序地层学起源于被动大陆边缘盆地,后来推广到裂谷、前陆等构造活动盆地。经典层序地层学的研究对象及范畴均为时间上连续、地层顺序和相序正常、变形弱、可以远距离追踪对比的碎屑岩地层。只有这种地层才能进行层序界面的区域追踪,并以此为基础进行层序地层的划分对比。也就是说,层序地层学的研究对象是史密斯地层。要确定含火山岩系能否进行层序划分,首先要确定含火山岩系地层是否为史密斯地层。图2-1克-百地区史密斯地层与非史密斯地层示意图(Trace580)111213(Pj、Pj、Pj分别表示佳木河组下、中、上段)一、含火山岩系地层的岩性特征

准噶尔盆地西北缘二叠系火山岩主要在佳木河组和风城组发育,它们在西部边缘边界大断裂上盘基本上已被剥蚀,主要存在于下盘。由于埋深大,其钻遇井数比较少且多集中在被抬升剥蚀且靠近西北缘断裂带的五八区。往东即往盆地中心方向,由于埋深大极少有井钻遇,主要根据地震相分析来进行岩性特征的推测。

研究表明,在平面上,由西北缘边界断裂带(西)到盆地中心方向(东),佳木河组由火山岩占优势混杂了碎屑岩,逐渐过渡为碎屑岩占优势混杂了火山岩,直至过渡为纯碎屑岩。在纵向上,火山岩和碎屑岩交互出现,但地层由老到新火山岩逐渐减少,碎屑岩不断增多。总体上火山岩和碎屑岩呈负相关互为消长的关系(雷德文等,2013)。火山岩含量越大,表明地层越靠近西北缘断裂带,或地层越老。从区域上看,佳木河组主要由纯碎屑岩地层和碎屑岩夹薄层火山岩两种地层组成,火山岩的分布明显受西北缘边界深大断裂带控制(图2-2)。

根据岩石组合特征,以碎屑岩和火山岩为两个端元,按火山岩在含火山岩系地层中含量的相对多少,可将含火山岩系地层系统分为3个岩性区、4种基本类型(石磊等,2009;何刚,2010;高斌,2013)。(1)纯火山岩区,仅包括纯火山岩一种岩性,地层全部由火山岩组成。这种地层一般仅局部分布于西北缘边界深大断裂带附近,金龙2井区分布于断凸带。主要在以下两种情况下形成:一是部分火山口—近火山口构造高部位,在火山喷发平静期没有下降到水面以下接受沉积;二是曾经接受过沉积而后来又抬升,碎屑岩全部被剥蚀,而表现为纯火山岩地层。(2)碎屑岩和火山岩互层混合岩区,包括两种岩性:一种是以火山岩为主、碎屑岩呈薄层状产出的地层,火山作用影响大;另一种以碎屑岩为主、火山岩呈薄夹层状产出的地层,火山作用影响较弱。(3)纯碎屑岩区,即纯碎屑岩一种岩性,地层全部由正常碎屑岩组成,无火山作用影响。图2-2西北缘中拐-百口泉地区佳木河组钻井岩性分布图

含火山岩系地层是碎屑岩和层状、似层状火山岩形成的复杂地层,在研究区不存在因剧烈构造运动等原因导致的地层层序和相序混乱,岩层之间的叠置关系代表着岩层形成时的正常叠置关系,沉积相序和火山相序也没有发生改变,地震同相轴是连续的,在区域上可以追踪对比,故认为含火山岩系地层是史密斯地层(祝彦贺等,2008)。虽然火山机构的火山通道中有少量非层状的火山岩类,但所占比例极低,不影响整个含火山岩系地层系统的史密斯属性。从经典层序地层学基本概念可知,要进行含火山岩系地层层序地层划分与对比,必须搞清两个问题:一是含火山系地层是否存在具有经典层序边界的不整合面;二是含火山系地层中火山岩和碎屑岩是否存在广义上的成因联系。二、含火山岩系层序地层划分原则

根据形成机制,含火山岩系地层各岩性区的不整合面可分为两类,即相对海(湖)平面变化形成的不整合面和火山作用形成的不整合面(纪友亮等,1996;贾承造等,2002)。其中相对海(湖)平面变化形成的某个岩性区的不整合面,与其他岩性区同时形成的不整合面及其对应的整合面可以区域追踪对比,其上存在着指示重大沉积间断的陆上侵蚀削截或陆上暴露现象,其内涵与源于经典层序地层不整合面的内涵一致,均是与层序界面相关的不整合面,外延是整个含火山岩系地层系统。而火山作用形成的不整合面,包括火山丘伴生的上超、削蚀不整合面、火山丘伴生的双向下超不整合面、喷发不整合面等,其内涵与源于经典层序地层不整合面的内涵不一致,均与层序界面无关,但某些情况下可能与层序界面相关的不整合面重合。图2-3西北缘佳木河组含火山岩系地层类型

火山作用不能直接控制、单独决定层序界面相关的不整合面的形成(冀国盛等,1998;李继山等,2005;罗光东等,2012)。只有当火山作用作为影响因素之一,与构造沉降、海(湖)平面变化等其他因素共同作用而导致相对海(湖)平面变化时,火山作用才能对与层序界面相关不整合面的形成产生影响,火山作用不是与层序界面相关不整合面形成的唯一因素(黄玉龙等,2007;耳闯等,2009)。因此,含火山岩系地层中与层序界面相关的不整合面包括:(1)碎屑岩区的削截、视削截、上超、下超、双向下超、顶超、下切谷侵蚀等不整合面;(2)碎屑岩区和火山岩混合岩区同时发育于火山岩和碎屑岩带的削蚀不整合面;(3)纯火山岩区因相对海(湖)平面下降而形成的削蚀不整合面。上述与层序界面相关不整合面的外延是整个含火山岩系地层系统(图2-4)。图2-4含火山岩系地层不整合面类型示意图(耳闯等,2009)

在含火山岩系地层中,对应于火山岩和沉积岩两种基本岩石组分,存在火山旋回和沉积旋回2种旋回:

火山旋回即火山喷发旋回,指火山活动强度由强变弱直至平静而构成的喷发周期内形成的一套火山岩组合,它由一组相序上具有成因联系的火山岩构成(程日辉等,2005)。这组火山岩具有同源性,化学成分接近。一次简单的完整火山旋回,其自下而上的岩相组合,按成因机制由爆发相—溢流相—侵出相—沉积相一次叠置组成。沉积岩相是火山活动平静期形成的,在火山口—近火山口等构造高部位不发育沉积相,这是由于火山喷发间歇期没有下降到水面以下接受沉积。火山旋回界面有明显的时间间断,以发育沉积相或不同源的火山岩、风化壳为标志。同一个火山旋回的火山岩具有同源性,化学成分接近,电测曲线比较接近,特别是自然伽马曲线。其中爆发相岩性有火山角砾岩、凝灰岩、熔结火山角砾岩、熔结凝灰岩或角砾熔岩、凝灰熔岩等,集块岩少见;溢流相岩性为玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩,主要以玄武安山岩、安山岩为主;侵出相岩性为超浅成侵入岩辉绿岩、安山玢岩等(黄亮等,2009);沉积相由正常沉积岩组成。不同部位岩相组合不同,一般井柱上难以出现完整的岩相组合,而仅由其中一至两个以上的岩相组成一次简单火山旋回。一次复杂的火山旋回指火山强烈活动期延续的时间较长,爆发—溢流活动反复两次以上,然后进入火山活动变弱直至平静。即火山强烈活动期由多个“爆发相—溢流相”的次级旋回组成,最上部发育侵出相—沉积相。将每个“爆发相—溢流相”的次级岩相旋回定义为火山期次,即火山期次是连续喷发有成因联系的火山岩石组合,自下而上由“爆发相—溢流相”组成,其边界为爆发相岩层或小型的间断面。一个复杂的火山旋回包含若干个火山期次,最上部的火山期次由爆发相—溢流相—侵出相—沉积相组成。识别火山旋回界面时,首先划分火山期次,然后结合火山期次组合情况,划分火山旋回,从而识别火山旋回界面。

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